Историческая минерагеодинамика калийного галогенеза

Общие положения

Калийный галогенез является составной частью общего соленакопления. Природные соли и рассолы, как продукты литогенеза, концентрируются главным образом на его седиментогенетическом этапе. Соляные породы входят в состав эвапоритовых (галогенных) формаций, включающих толщи карбонатных, сульфатных и галоидных пород, и обычно завершают их. Галогенные формации образуются в бассейнах соленакопления, которые являются пространственной или временной частью осадочных бассейнов, в составе которых они могут занимать различное положение, начиная или завершая их формирование.

Условия для образования осадочных бассейнов существуют в депрессиях рель ефа. Депрессии должны быть достаточно большими по площади, а тектонические условия их существования достаточно длительными, чтобы благоприятствовать накоплению мощных толщ осадков, дающих начало образованию не только отдельных горных пород, но и целых их совокупностей - геологических формаций. Подобные участки земной коры локального уровня распространения получили название осадочных бассейнов. Под осадочным бассейном понимается крупный участок стратисферы, в котором существуют или существовали условия, благоприятные для длительного накопления осадков и образования формаций осадочных горных пород. Осадочные бассейны, в которых создаются условия для генерации рассолов и концентрации солей, относятся к солеродным, но солеродными они

являются в определенный достаточно короткий промежуток геологического времени по сравнению с длительным существованием бассейна в целом. В ископаемом состоянии подобные бассейны мы выделяем по наличию пород эвапоритовой формации. Таким образом, понятие ископаемого солеродного бассейна и понятие эвапоритовой формации как результата его существования в определенном смысле совпадают.

В иерархии минерагенических подразделений земной коры солеродный бассейн - это обычно одна из наиболее крупных территорий распространения месторождений. Он соответствует структурноформационной зоне и формируется в те чение определённой минерагенической фазы (подстадии цикла Бертрана). В свою очередь бассейны входят в состав более крупных минерагенических подразделений: суперпровинций, провинций, субпровинций и областей. В пределах бассейнов можно выделять суббассейны, месторождения и залежи (табл. 1) [6].

На земном шаре существует около 430 осадочных бассейнов [18], из них 222 являются солеродными [1]. Значительно меньше бассейнов-концентраторов калийных, магниевых солей и боратов. Анализу калийных бассейнов с использованием данных Э.А. Высоцкого и др. [4] посвящена настоящая статья.

Таблица 1. Пространственно-временные минерагенические подразделения земной коры

Уровни распространения обстановок и формаций	Структурноформационные подразделения земной коры	Минерагенические подразделения
		пространственные	временные
Планетарный	Земная кора в целом	Планета Земля	Мегаэпоха (мегацикл Уилсона, 500 - 600 млн лет)
Глобальный	Структуры I порядка	Провинция	Эпоха (цикл Бертрана, 150 - 200 млн лет)
Региональный	Структуры II порядке (структурно-формационная мегазона)	Область	Этап минерагенический (стадия цикла Бертрана, 50 - 80 млн лет)
Локальный	Структуры III порядка (структурно-формационная зона)	Зона (пояс, бассейн)	Фаза (подстадия цикла, 10-20 млн лет)
Сублокальный	Структурно-формационная подзона	Рудное поле (поле месторождений)	Этап минералообразования
Местный	Участок подзоны	Месторождение полезного ископаемого	Стадия минералообразования

Распространение полезных ископаемых в пространстве и во времени исследует минерагеодинамика - современная минерагения, рассматривающая закономерности размещения месторождений полезных ископаемых и их формирование на основе концепции тектоники литосферных плит [5]. Её составной частью является минерагеодинамика литогенеза, или литогеодинамика по С.И. Романовскому [19], изучающая распространение бассейнов полезных ископаемых в пространстве и во времени.

Для общего понимания минерагеоди-намических процессов галогенеза необходимо прежде всего рассмотреть их геологическую историю, т.е. историческую ми-нерагеодинамику. Это позволит выделить главные геодинамические условия и па-леотектонические обстановки соленакоп-ления, т.е. проанализировать общую ми-нерагеодинамику галогенеза.

Положение солеродных бассейнов определяется двумя главными факторами: тектоническим (палеотектоническим) и климатическим (палеоклиматическим).

Формирование солеродных бассейнов происходит в определённых палеотекто-нических обстановках. Тектоническая обстановка - это геодинамические условия существования региона, которые зависят от его положения относительно границ литосферных плит и линеаментов [15]. Это могут быть обстановки границ сходящихся (конвергентных) и расходящихся (дивергентных) плит, а также внутрип-литные.

С точки зрения эвапоритового литогенеза от палеотектонических обстановок зависит: 1) палеорельеф территории, наличие условий для формирования бассейнов осадконакопления, 2) характер бассейнов, 3) источники сноса и состав мобилизованного для осадконакопления материала, 4) возможности хемогенного седиментогенеза. Следовательно, ими определяется набор формаций осадочных горных пород.

Следует отметить также, что палеотек-тонические обстановки влияют на сохранность геологических формаций и связанных с ними месторождений полезных ископаемых при последующих тектонических процессах, т.е. будут ли они эксгумированы в дальнейшем, подвергнуты эрозии и разрушению или будут захоро нены и сохранены.

Исходя из синергетических представлений [13], земной шар можно рассматривать как совокупность разноуровенных систем палеотектонических обстановок, обменивающихся энергией и веществом друг с другом. Нами предложена следующая иерархия систем обстановок [6] (см. табл. 1). Система первого уровня - планетарная, она охватывает земной шар в целом. Система второго уровня - глобальная, обусловленная существованием тектонических структур следующего уровня распространения: континентальных, океанических и трансформных. Система обстановок третьего уровня - региональная. Она характеризует тектонический режим региона, который на древних и молодых континентальных платформах может быть плитным и плитной активизации, а в океанах (будущих аккреционно-складчатых системах) - спрединговым, субдукцион-ным и коллизионным. Четвёртый уровень (локальный) соответствует элементарной системе тектонических условий - тектонической обстановке, определение которой было дано выше. Каждый уровень систем в свою очередь состоит из совокупности тектонических обстановок (табл. 2).

Таблица!. Уровни распространения систем тектонических обстановок и отвечающие им совокупности геологических формаций

Уровень		Совокупность
распространения в земной коре	системы палеотектонических обстановок	обстановок системы	геологических формаций системы
Планетарный	Планетарная система обстановок	Серия тектонических обстановок	Серия геологических формаций
Глобальный	Глобальная система обстановок	Г руппа тектонических обстановок	Г руппа    геологиче ских формаций
Региональный	Региональная система тектонических обстановок (тектонический режим)	Класс тектонических обстановок	Класс геологических формаций (формационный ряд)
Локальный	Локальная система тектонических условий (тектоническая обстановка)	Подкласс тектонических условий	Подкласс (ассоциация) геологических формаций
Сублокальный	Сублокальная система фациальных обстановок	Тектоническое положение	Г еологическая формация, субформация
Местный	Фациальная обстановка	Фациальная обстановка	Фациальный    ком плекс, фация

Планетарный уровень включает серию обстановок, глобальный - группу обстановок, региональный - класс обстановок (тектонический режим). Результатом существования разноуровенных геологических систем является присутствие соответствующих им совокупностей геологических формаций: серий, групп, классов (формационных рядов), подклассов (ассоциаций формаций).

Глобальные системы тектонических обстановок (группы обстановок) находятся в постоянном взаимодействии друг с другом. Так, раскрытие океана приводит к образованию морского бассейна на прилегающей к нему части континента, закрытие - к регрессии моря. Поэтому обстановки на континентальных платформах, находящиеся под воздействием океанических обстановок, будем называть в соответствии с тектоническими режимами океанов периспрединговыми, перисуб-дукционными, периколлизионными [7].

Серии обстановок планетарного уров ня определяются преобладающим состоянием тектоносферы Земли. В её формировании от архея до фанерозоя выделяются пять этапов [21], которым соответствуют сменяющие друг друга во времени пять планетарных систем обстановок: доплито-тектоническая (плюмтектоники), эмбриональной тектоники плит, тектоники малых плит, внутриплитной тектоники, окраинно-плитной тектоники.

Следы процессов соленакопления выявляются начиная с вендского периода неопротерозоя. В соответствии с этим можно полагать, что галогенез протекал в течение двух серий обстановок: внутриплитной тектоники рифея-венда и (наиболее интенсивно) окраинно-плитной тектоники фанерозоя. Типовые палеотектони-ческие режимы, обстановки и системы фациальных обстановок фанерозоя приведены в табл. 3. Проанализируем в геологоисторическом плане их роль в калийном соленакоплении.

Таблица 3. Типовые палеотектоническиережимы и обстановки фанерозоя

Глобальная система	Тектонический режим	Тектоническая обстановка	Система фациальных обстановок
Платформенная конгинен-тальная	Плитный континентальный (тектонической стабилизации)	Периспрединговая	Трансгрессивная
			Инундационная
		Перисубдукционная	Регрессивная
		Периколлизионная	Эмерсивная
	Внутриконги-ненгальной ак тивизации	Предспрединговая	Г орячей точки
			Континентального рифта, авлакогена
			Межконтинентального рифта
Океаническая	Спрединговый	Пассивной окраины	Шельфовая, континентального склона, континентального подножия
		Внутриокеаниче-ская	Срединно-океанического хребта, ложа океана, океанических островов
	Субдукционный	Активной окраины	Внешней и магматической дуг, тылового магматического пояса, задуго-вого и внутридугового рифтов, островной магматической дуги, задуго-вого бассейна, тылового бассейна
	Коллизионный	Система    конги- ненг-конгиненг	Окраины надвигающегося континента
			Краевого прогиба
			Надвигового пояса
			Сутурной зоны

Окончание табл. 3

Глобальная система	Тектонический режим	Тектоническая обстановка	Система фациальных обстановок
Океаническая	Коллизионный	Система     конгиненг- конгиненг	Окраины пододвигающегося континента
		Система континент-дуга	Внутриокеаническая
Трансформная	Трансформных разломов	Океаническая Континентальная	—
	Линеаментов	Континентальная	—

Существование бассейнов осадконакопления является необходимым, но недостаточным фактором галогенеза. Главный и определяющий фактор - климатический. Бассейн осадконакопления должен находиться в условиях тропических климатических поясов, расположенных к северу и к югу от экваториального пояса в интервале примерно 20 - 40° северной или южной широты, что отвечает современным условиям аридного литогенеза [20].

Анализу процессов галогенеза с позиций геодинамики посвящены многочисленные исследования. Так, Ю.В. Баталин и др. [1] осуществили вещественно-геодинамическую систематизацию галогенных формаций и проследили их эволюцию в геологической истории, Г.А. Бе-леницкая [2] выполнила комплексный литолого-фациальный, геодинамический и минерагенический анализ соленосных осадочных бассейнов.

Мы остановимся только на калиеносных бассейнах и рассмотрим их формирование на общем фоне истории развития палеогеодинамики Земли, разделив её на отрезки, соответствующие циклам Бертрана.

Историческая минерагеодинамика калийного галогенеза

Байкальский цикл (венд - кембрий, 600 - 490 млн лет назад)

В раннем венде существовавший до этого суперконтинент Пангея 2 (Родиния) подвергся деструкции благодаря рифей-ско-ранневендскому рифгогенезу и рас пался. Образовались самостоятельные кратоны, такие как ВосточноЕвропейский, Сибирский, Синокорейский. В позднем венде на кратонах авлакогеновые обстановки сменяются синеклизными [22]. Распад суп ер континента сопровождается ранневендским глобальным покровным оледенением. К позднему венду климат аридизируется, в экваториальных широтах оказываются Индийский и Сибирский кратоны, начинают формироваться солеродные бассейны. Из них наиболее крупными калиеносными являются бассейны Соляного Кряжа и Восточно-Сибирский (табл. 4).

Калиеносный бассейн Соляного Кряжа (Пакистан) сформировался в северной части Индийского кратона. Бассейн относится к периспрединговым платформенным. Его образование обусловлено спредингом в Азиатском палеоокеане. Он сложен двухкилометровой толщей эвапоритов, которая относится к пенджабской серии венда [23]. В ней присутствуют соли сульфатно-хлоридные ка-лиево-магниевые. Среди них преобладают лангбейнит K2Mg2[SO4]3 и каинит KMg[SO4]Cl-3H2O, меньше сильвина КС1 и полигалита K2Ca2Mg[SO4]4’2H2O [4].

Близким по возрасту является калиеносный кембрийский ВосточноСибирский бассейн в России. В раннем кембрии на Сибирском кратоне господствовали условия плитного тектонического режима, который пришел на смену рифгогенно-авлакогеновой обстановке режима активизации рифея—венда. Образовался мелководный синеклизный континентальный Сибирский бассейн. Он существовал в периколлизионой тектонической обстановке, обусловленной коллизией в системе континент - внешние дуги. В результате на южной и юго-западной периферии кратона возникли поднятия и барьерные рифы, которые отделили бассейн от Палеоазиатского океана. Сформировалась мощная (до 2,5 км) эвапоритовая формация внизу карбонатная, преимущественно доломитовая, выше - сульфатная гипс-ангидритовая и галитовая с прослоя ми сильвинита и карналлита. Эвапориты залегают на морских карбонатных породах и перекрываются красноцветами.

Хлоридные магниево-калиево-натриевые соли состоят из галита NaCl, сильвина КС1, карналлита МдКИз’бНгО (меньше). Особенностью состава соляной толщи является повышенная железистость, обусловившая присутствие риннеита КзХаРе+2С1б и эритросидерита K3Fe+2Cl5-H2O [4].

Таблица 4. Калиеносные солеродные бассейны байкальского цикла

Период, эпоха	Геодинами-ческие условия	Бассейн	Палеотектоническая			Особенности литологии пород
			группа обстановок	Режим	обстановка
Венд ранний	Распад Роди-нии		Протоплат-форменная	Плитный конги-тинен-нен-таль-ный	Периспре-динговая эмерсивная	Ледниковые отложения
Венд поздний	Спрединг в Байкалидах, образование Азиатского палеоокеана	Соляной Кряж, Пакистан	Платформенная (Индийская)		Периспре-динговая трансгрессивная	Доломиты, ангидриты, галит; в нижних соленосных мергелях сульфатные K-Mg соли: лангбейнит, каинит
Кембрий ранний, средний	Коллизия в Байкалидах	Восточ-но-Сибирский, Россия	Платформенная (Сибирская)		Перикол-лизионная синеклиз-ная, регрессивная	Внизу - карбонаты и сульфаты. Соли хлоридные: галит, сильвин, карналлит

Каледонский цикл (ордовик - ранний карбон, 490 - 320 млн лет назад)

Бассейны каледонского цикла более многочисленны по сравнению с количеством бассейнов предыдущего цикла (табл. 5). В начале каледонского цикла после байкальской коллизии вновь начался спрединг, который привёл к раскрытию древних палеоокеанов: Япетуса, Палеотетиса, Палеоазиатского, Палеопацифики. По-видимому, именно спредингом в океанах было обусловлено позднеордовикско-раннесилурийское покровное оледенение. Оно затронуло Африку, Южную и частично Северную Америку и Западную Европу [22].

В позднем силуре благодаря геодина-мическим перемещениям СевероАмериканский континент оказался в благоприятных для галогенеза климатических условиях, а субдукция в Аппалачах способствовала формированию крупной синеклизы и приуроченного к ней Мичиганского бассейна (США). В этот период на платформе существовала трансгрессивная перисубдукционная обстановка плитного режима, обусловленная, по-видимому, формированием каледонид и субдукцией в системе континент-дуга. Барьерные рифы отделили бассейн от открытого океана и способствовали накоплению хлоридных калиево-натриевых солей (галит, сильвин с примесью карналлита и полигалита).

Таблица 5. Калиеносные солеродные бассейны каледонского цикла

Период, эпоха	Геодинами-ческие условия	Бассейн	Палеотектонические			Особенности литологии пород
			группа обста новок	режим	обстановка
Поздний ордовик -ранний силур	Спрединг в каледонидах, Уральский палеоокеан		Платформенная	Плитный континентальный	Периспре-динговая эмерсивная	Ледниковые отложения
Поздний силур	Субдукция? в каледонидах	Мичиганский, США	Платформенная (Се-веро-Американская)		Перисуб-дукцион-ная трансгрессивная	Галит, сильвин, примесь карналлита и полигалита
Девон средний	Коллизия в каледонидах, образование Лавруссии (Лаврентия + Балтия)	Элк Пойнт (Саскаче-ванский), Канада, США			Перикол-лизион-ная трансгрессивная	Галит, сильвин, карналлит
Эйфель, D2		Морсов-ский, Россия, Белоруссия	Платформенная (Во-сточно-Европейская)		Перикол-лизион-ная сине-клизная регрессивная на фоне трансгрессии	Ангидрит, галит, примесь сильвин, карналлит
Девон поздний, D3		Припятско-Донецкий (Белоруссия, Украина)		Плитной активизации	Внутри-конги-ненгаль-ного рифта	Ангидрит, галит, примесь    - сильвин, карналлит
	Формирование мегакон-тиненга Г ондвана	Эд аве й л, (Австралия)	Платформенная (Австралийская)			Галит, сильвин
Девон средний d2	Закрытие Азиатского палеоокеана	Тувинский (Россия)	Океаническая	Коллизионный	Межгорного прогиба	Галит, сильвин

В конце каледонского цикла закрывается палеоокеан Япетус из-за столкновения континентов Лаврентия, Балтика и Авалония. В результате в начале девона формируется мегаконтинент Лавруссия [22]. Благодаря нахождению в приэкваториальной зоне на территории мегаконти нента, прежде всего в современной Северной Америке и Восточной Европе, создались условия для калийного галогенеза.

В среднем девоне в Северной Америке северо-западнее Мичиганской впадины в условиях плитного режима и периколли- зионной трансгрессивной обстановки сформировалась крупная Уилл истонская впадина с соляным бассейном Элк Пойнт, состоящим из трёх суббассейнов: Северо-Алъбертского, Централъно-Алъбертского и Саскачеванского. Последний является наиболее крупным и содержит больше половины мировых запасов калийных солей. Соли хлоридные магниево-калиевые (карналлит-сильвиновые).

Одновременно в среднем девоне на Восточно-Европейской платформе формировались эвапоритовые, преимущественно сульфатные, отложения, которые в наиболее пониженных частях структур сменялись галоидными. Подобное соле-накопление имело место в Московской синеклизе и Припятско-Донецком авлакогене.

Э.А. Высоцкий с соавторами в пределах Московской синеклизы выделяют Морсовский бассейн [4]. Он относится к числу синеклизных, формировавшихся над рифейско-вендскими авлакогенами после долговременного существования инундационной обстановки в нижнем девоне. Бассейн сложен сульфатными гипс-ангидритовыми породами. В понижениях структуры они сменяются толщей галита с примесью сильвина и карналлита, залегающей среди пород эйфеля среднего девона в южной части синеклизы. Соленакоп-ление связывается с кратковременными регрессиями, существовавшими на общем фоне трансгрессивной обстановки.

В Припятско-Донецком авлакогене, где сформировался одноимённый бассейн, соленакопление началось еще в раннем девоне. К концу девона сульфат-но-галитовые отложения сменились силь-вин-карналлитовыми в его наиболее глубоких депрессиях: Днепрово-Донецкой и Припятской впадинах.

В Днепрово-Донецкой впадине (суббассейне) Припятско-Донецкого бассейна соленакопление происходило в течение верхнедевонской эпохи. Во франском веке оно нарастало вверх по разрезу до верхнего франа, затем уменьшалось и в фамен- ском веке вновь проявилось. В суббассейне преобладает каменная соль, встречены отдельные пласты сильвинита. Здесь толщи солей переслаиваются с вулканогенными образованиями, свидетельствующими о достаточно активном протекании рифгогенеза. Об этом же свидетельствуют излияния базальтовой магмы, наличие гипербазитов. Не исключено, что это был не просто внутриконтиненталь-ный рифт, а рифт, начавший переходить в межконтинентальную стадию своего формирования.

Припятский суббассейн расположен северо-западнее Днепрово-Донецкого и отделен от него. Он приурочен к одноименной впадине, соленакопление в которой происходило в течение франского и фаменского веков. Наиболее продуктивным в суббассейне является верхнефамен-ский горизонт, к которому приурочены крупные залежи солей Старобинского месторождения Белоруссии.

Таким образом, геодинамические процессы, приведшие к формированию мегаконтинента Лавразия, и его положение в приэкваториальной зоне обусловили одно из наиболее крупных в геологической истории девонское калиенакопление и существование соответствующей минераге-нической эпохи.

Геодинамические движения в Южном полушарии привели к смещению Австралийской части мегаконтинента Гондвана в благоприятные для соленакопления низкие широты. Здесь в Восточной Австралии существовал интракратонный рифтовый бассейн Эдавейл, в котором в позднедевонскую эпоху накопились залежи галита и сильвина.

К эпохе среднего девона относится Тувинский бассейн, который приурочен к межгорному прогибу, образовавшемуся в результате каледонской коллизии Алтае-Саянской складчатой области.

Герцинский цикл (ранний карбон -ранняя юра, 320 - 175 млн лет назад)

Герцинский цикл отличается от других наибольшим количеством калиеносных бассейнов (табл. 6). Граница между каледонским и герцинским циклами обычно проводится в пределах позднего девона. В это время мегаконтинент Лавруссия про должал находиться в низких тропических широтах, тогда как отделенный от него океаном Палеотетис Гондванский мегаконтинент в позднем карбоне - ранней перми претерпел покровное оледенение.

Таблица 6. Калиеносные солеродные бассейны герцинского цикла

Период, эпоха	Геодина-мические условия	Бассейн	Палеотектоническая			Особенности литологии пород
			группа обстановок	режим	обстановка
Карбон ранний	Послекол-лизионный рифтоге-нез	Юго-востока Канады (Монктон)	Платформенная (Северная Америка)	Плитной активизации	Внутри-конгинен-тального рифта	Г алит, сильвин, примесь боратов
Карбон поздний		Скалистых гор, США (Парадокс, Игл)				Сильвин, карналлит, встречается полигалит
Пермь ранняя	Формирование Пангеи, герцин-ская коллизия	Припятско-Донецкий (Днепрово-Донецкий суббассейн)	Платформенная (Вост-Евр.)	Плитный	Перикол-лизионная синеклиз-ная регрессивная	Галит, в верхней части 5 горизонтов калийных солей: галоиды, сульфаты K-Mg, бораты
	Закрытие Уральского палеоокеана	Волго-Уральско-Предураль-ский (Верхнекамское месторождение)	Платфор-менно-океаническая (Вост. Европа, Урал)	Коллизионный	Предгорного прогиба, регрессивная	Доломит, гипс, галит, сильвин, карналлит
	Закрытие Уральского палеоокеана	Прикаспийский (месторождения: Жилянское, Сатимола, Индерское)	Платформенная (Вост. Европа)	Коллизионный	Краевой впадины, регрессивная	Ангидрит, сульфатные К-Mg соли, хло-ридные соли, бишофит, бораты
Пермь поздняя (цехште йн)		СреднеЕвропейский	Молодая эпигер-цинская платформа (Европейская)	Плитной активизации	Пострифтогенная синеклиз-ная трансгрессивная	Сильвинит-кизеритовая, сильвинит-галиговая, карналлитовая (вторичного сильвинита) пачки
Пермь ранняя		Амазонский	Платформенная (Бразильская)	Плитной активизации	Внутри-конгинен-тального рифта, регрессивная	Ангидриты, каменная соль, сильвинит

Окончание табл. 6

Период, эпоха	Геодина-мический режим	Бассейн	Палеотектонические			Особенности литологии пород
			группа обста новок	режим	обстановка
Пермь поздняя		Пермский (Западно-Техасский)	Платформенная (Северная Америка)	Плитный	Периколли-зионная си-неклизная регрессивная	Ангидрит-галит, полигалит, лангбейнит, каинит
Триас	Распад Пангеи, Палеоте тис	Средне-Средиземноморский (Юго-Запад. Европа, Африка)	Океаническая (Палеотетис)	Спре-динго-вый	Пассивной окраины, шельфовая трансгрессивная	Глинистоангидритовая, глинисто-соляная с пластами полигалита, сильвина и карналлита

На Северо-Американской части Лавруссии благоприятный для галогенеза климат девонского периода наследуется каменноугольным. Однако соленакопле-ние смешается из синеклизной Уилли-стонской впадины восточнее (суббассейн Монктон) и западнее (суббассейн Парадокс). Это было обусловлено существованием там более благоприятной тектонической обстановки, связанной с интенсивным проявлением рифгогенеза в связи с релаксацией напряжений, обусловленных завершением каледонской коллизии и началом герцинского цикла.

В течение каменноугольного периода Северная Америка оставалась в экваториальной зоне, и здесь продолжался процесс галогенеза. В раннем карбоне сформировался крупный солеродный бассейн ЮгоВосточной Канады. Калийные залежи присутствуют в суббассейне Монктон. Бассейн сформировался в системе рифтов, заложенных в девоне и продолжавших развиваться в карбоне.

К юго-западу от вышеназванного бассейна на современной территории США близ южного окончания Скалистых гор в позднем карбоне сформировался крупный солеродный бассейн Скалистых гор. Он приурочен к среднему отделу пенсильванской системы. Наиболее крупные калиеносные суббассейны в нем - Парадокс и Игл. Они приурочены ко впадинам пенсильванского времени и связаны с системой рифтов, активизировавшихся в пенсильванское и пермское время. Образовался грабен Парадокс [23] Таким образом, бассейн является грабеновым.

В карбоне в связи с герцинской суб-дукцией происходит постепенное закрытие океанов. Процессы коллизии приводят к формированию Урало-Монгольского пояса. В конце концов Палеоазиатский океан закрывается, что приводит к смыканию Сибири через Казахстан с Лаврусси-ей и образованию мегаконтинента Лавра-зия, в котором создались условия для протеканий масштабных процессов соленакопления.

В течение пермского периода коллизией завершается герцинский цикл Бертрана. Одновременно с завершением цикла Бертрана заканчивается позднепроте-розойско-пермский мегацикл Уилсона. В результате формируется суперконтинент Пангея-3 (Вегенеровская). В.Е. Хаиным и Н.В. Короновским хорошо показано, что благодаря геодинамическим процессам для суперконтинентов, в том числе и для Пангеи 3, характерна тенденция смещения в приэкваториальную зону земного шара [22]. Эта тенденция обеспечила наступле- ние пермской минерагенической эпохи соленакопления.

В ранней перми калийное соленакоп-ление переместилось из провинции Северо-Американской платформы в ВосточноЕвропейскую и Уральскую. На Русской плите Восточно-Европейской платформы в течение карбона - ранней перми накапливалась морская карбонатная формация (Cith-Piar). Причем её терригенноизвестняковая субформация (С1ф-С2) в верхнем карбоне сменилась известняководоломитовой (Сз-Piar), что свидетельствует о повышении солености морского бассейна.

В конце ранней перми соленакопление происходило во впадинах на западе и востоке платформы. На западе платформы в Припятско-Донецкой структуре продолжал формироваться Припятско-Донецкий бассейн, но он уже был не авлакогеновым как в девоне, а синеклизным. На востоке развивался Предуральский краевой прогиб.

Как было выше отмечено, в Припятско-Донецком бассейне промышленное соленакопление происходило ещё в девоне. В пределах бассейна продолжали существовать две крупные впадины и соответственно два синеклизных суббассейна: Днепрово-Донецкий и Припятский.

Днепрово-Донецкий суббассейн в течение каменноугольного периода развивался как терригенный глинисто-алевритовый угленосный. В ранней перми он снова превратился в соленосный с образованием залежей каменной соли Донбасса. Е.Е. Милановский считает, что соляная толша относится к сакмарскому (или кунгурскому?) ярусу [14]. В.Е. Ханн и К.Б. Сеславинский пишут, что Днепрово-Донецкая впадина в начале раннепермской эпохи соединялась с Прикаспийским бассейном, а в артинском веке эта связь прекратилась, и в замкнутом озере осаждались эвапориты [23]. В верхней части разреза галогенной толщи Днепрово-Донецкого суббассейна (краматорская свита) выявлено пять калиеносных горизонтов, в которых кроме галита присутствуют галоиды (сильвин, карналлит, бишофит) и сульфаты: кизерит MgfSCEp^O, эпсомит Mg[SO4] 7НгО, лангбейнит K2Mg2[SO4]3, каинит KMg[SO4]Cl-3H2O, полигалит K2Ca2Mg[SO4]4’2H2O. Кроме того, нижний горизонт из пяти соленосных содержит бораты: ашарит Mg2 [В2О4(ОН)] (ОН) и СуЛьфоборИТ Mg3B2[SO4] (ОН)ю.

В тектонических условиях бассейна Днепрово-Донецкой впадины, по-видимому, имело место быстрое «лавинное» осадконакопление. В результате в ассоциации с гипсом произошло сульфатное калийное соленакопление, которое завершилось хлоридным.

Припятский суббассейн изучен менее детально, его строение в целом аналогично Днепрово-Донецкому. Здесь калийные соли выявлены в самой нижней соляной пачке пермской соленосной толщи. Среди них преобладает кизерит с примесью бишофита и галита.

Одновременно, а возможно несколько позже, в кунгурское время, на восточной окраине Европейского континента закрывается Уральский окраинный палеоокеан, который был частью Палеоазиатского океана еще в начале каледонского цикла в ордовике. Сам Палеоазиатский океан начал закрываться в конце раннего карбона благодаря схождению Казахстании и Лавруссии. Формируется Уральская аккреционно-складчатая система, которая начиная с конца карбона подвергается коллизии. Поэтому восточная часть континента в пределах Волго-Уральского бассейна существует в условиях перикол-лизионного режима в регрессивной обстановке мелководного бассейна. Формируется сульфатно-карбонатная кунгурская субформация эвапоритовой формации (Рik) Русской плиты.

В результате коллизии на восточной окраине Европейского континента формируется впадина Предуральского краевого прогиба, которая накладывается на Волго-Уральскую структуру. Образуется сложный Волго-Уральско-Предураль-ский бассейн, который некоторые именуют Восточно-Европейским. Бассейн имел длительную геологическую историю. Первоначально существовал ВолгоУральский бассейн, который в протерозое формировался как рифтогенный, затем в позднем венде - как синеклизный, в палеозое - как плитный перигерцинский, а в позднем палеозое - как Волго-Уральско-Предуральский. Первоначальный ограниченный галогенез в нем мог иметь место в условиях трансгрессивной обстановки периспредингового режима во время накопления морской мелководной глинисто-карбонатной койвинско-афонинской (D2kv-D2af) формации, поскольку в это же время накапливались соли в Подмосковном бассейне. В подобной же обстановке образовалась вышележащая прибрежноморская песчано-глинистая староосколь-ско-тиманская (D2S-D3t) формация. Последовавшая субдукция в Уральском палеоокеане отозвалась перисубдукционным режимом на платформе с переходом к регрессивной обстановке и накоплением терригенно-карбонатной саргаевско-турнейской (D3sr-Cit) формации с образованием системы «некомпенсированных прогибов», а затем и к эмерсивной обстановке и накоплению континентальной песчано-глинистой угленосной косьвин-ско-тульской (Ciks-Citli) формации.

После активной фазы субдукции продолжилось формирование морской карбонатной формации (С itl2—Pi аг). При этом её терригенно-известняковая субформация (С1Й2-Сг) в верхнем карбоне сменилась известняково-доломитовой (С3—Piar). Последнее свидетельствует, во-первых, о начале перехода платформы в периколли-зионный режим, а во-вторых, о постепенном смещении Волго-Уральского бассейна в аридную зону. На Западном Урале переход к коллизионному режиму отвечает смене рифогенно-биогермной битуминозной формации (Сг-С3) терригенной флишоидно-молассоидной (Рщ-аг), которая формировалась уже в регрессивной обстановке краевого прогиба. Возникает Предуралъский суббассейн, который заполняется коллизионной кунгурской молассовой формацией терригенной в За падно-Уральской мегазоне и эвапоритовой в Предуральском краевом прогибе.

Одновременно на платформенной части территории непосредственно в ВолгоУральском суббассейне в условиях регрессивной периколлизионной обстановки образуется сульфатно-карбонатная субформация эвапоритовой формации (Pik), которая на западе перекрывается эмерсивной молассовой терригенной лагунноконтинентальной средне-верхнепермской формацией [8]. Непосредственно в прогибе во второй половине кунгурского века накопилась верхняя галогенная часть эвапоритовой формации.

Таким образом, к концу раннепермской эпохи вдоль восточной окраины Европейского континента образуется крупный вытянутый в северо-западном направлении Предуральский суббассейн. Он существовал в различных климатических зонах. При этом аридизация климата и, по-видимому, температура водного бассейна увеличивались в юго-восточном направлении в сторону Прикаспийской впадины.

Северная часть Предуральского суббассейна была достаточно мелководной благодаря существованию в перисубдук-ционной обстановке Пай-хоя, коллизия которого произошла позднее, в раннем мезозое. В этой части прогиба в кунгурско-татарское время сформировалась Печорская угленосная формация, указывающая на гумидный климат этой зоны. Угленосная формация распространяется из впадин Предуральского прогиба в прилегающую с запада территорию Печорской впадины Баренцево-Печорской плиты.

Южнее, в районе р. Щугор, кунгурская угленосная формация замешается суль-фатно-галогенной. Здесь в Верхнепечорской впадине Предуральского прогиба накапливается толша солей мощностью до 470 м, в которой выделяются подстилающая каменная соль, горизонт калийно-магниевых (сильвинит-карналлитовых) солей и покровная каменная соль. Верхнепечорская залежь солей на юге ограни- чена Полюдовско-Колчимским антиклинорием.

Ещё южнее располагается Соликамская впадина прогиба, которая вмешает одно из крупнейших в мире Верхнекамское месторождение калийно-магниевых солей Предуральского суббассейна, состав и вертикальное строение которого в целом аналогичны Верхнепечорскому [12]. Мощность соляной толщи здесь достигает 600 м. Соликамская впадина с юга ограничивается Косьвинско-Чусовской седловиной, которая сменяется Юрюзано-Сылвинской впадиной. В её пределах А. А. Иванов (1973) выделяет Косьвинско-Сылвинский район, в котором расположено Шумковское месторождение каменной соли. Её накопление происходило в начале иренского времени кунгурского века. Толща каменной соли месторождения может сопоставляться по времени образования с подстилающей солью впадин, описанных выше. В расположенной южнее за поднятием Каратау Бельской впадине также распространены отложения каменной соли (Соль-Илецкое месторождение).

Тектонический и климатический факторы повлияли не только на формирование, но и на состав Волго-Уральско-Предуральского бассейна. Наличие в позднем карбоне - ранней перми на обширной территории Волго-Урала сине-клизного платформенного подготовительного бассейна обусловило изменение к концу кунгурского времени состава рапы в сторону уменьшения гидрокарбонатов кальция и магния, сульфатов кальция и увеличения концентрации хлоридов натрия, калия и магния. Попадание подготовленной таким образом рапы в конечные впадинные ванны Предуральского суббассейна обусловило специфику состава солей Верхнекамского месторождения.

Южнее, в юго-восточной части Русской плиты, находится Прикаспийский бассейн, располагающийся в одноименной впадине. Особенностью впадины является развитие её на океанической коре при отсутствии континентальной. Она содержит толщу осадочных пород мощностью до 14 км. А.Митчелл и М.Гарсон называют его Северо-Каспийским и рассматривают как унаследованный бассейн, сформировавшийся в обстановке столкновения плит [15].

Во время накопления кунгурской галогенной формации впадина существовала в инундационной обстановке прогибания. Толща солей мощностью до 1200 м залегает на морской карбонатной формации карбона и нижней перми. В артин-ском ярусе присутствуют доломиты и ангидриты. Соляная толша перекрывается терригенными красноцветными породами средней, верхней перми, мезозоя и кайнозоя.

В разрезе соляного комплекса преобладает каменная соль, среди которой находятся пласты и линзы калийных солей. В глинистых прослоях присутствует примесь туфогенного материала. Калийные соли по минеральному составу относятся к сульфатному и хлоридному типам.

Сульфатные соли тяготеют к нижней части разреза. Среди них преобладает полигалит, связанный с ангидритовыми пластами. Этот минеральный тип солей характерен для Жилянского месторождения Актюбинской области Казахстана [16]. Ограниченное распространение имеют лангбейнитовые и каинитовые соли. Они характерны для месторождений Индер, С атимола.

Среди хлоридных калийно-магниевых солей присутствуют сильвинитовые, карналлитовые толщи. Большим распространением пользуются бишофитовые залежи, которые подстилаются и перекрываются карналлитовыми породами. С бишофитом ассоциируют бораты, представленные борацитом Mg^ByOnJOCl, ашаритом Mg2[B2O4(OH)](OH) и хилгардитом Са2[В5О9]С1Н2О.

Всего в Прикаспийском бассейне выявлено более 10 месторождений калийных солей, таких как Индер, Челкар, С атимола. Разведка месторождений осложняется наличием крупных соляных куполов.

Прикаспийский бассейн может служить примером простого впадинного бассейна. Отсутствие в нем подготовительного суббассейна привело к «лавинной» седиментации и концентрации вместе с гипсом сульфатных солей калия, магния и кальция, которое продолжилось хлорид-ным галогенезом и завершилось накоплением бишофита. В исследованиях Г.А. Московского и С.А. Свидзинского установлено, что температура рапы увеличивалась от галитовой (менее 35°С) через сильвинитовую (40 - 47°С) и карналлитовую (55 - 65°С) до бишофитовой (65 -70°С) стадии [17]. Отмечается, что на галитовой стадии рапа была сульфатного типа и незначительно отличалась от современной морской воды. Своеобразие состава Прикаспийского бассейна позволяет рассматривать его в качестве самостоятельного, лишь частично связанного с Предуральским.

После закрытия в конце ранней перми Восточно-Европейского соляного бассейна на противоположной западной окраине Европейского континента образуется Средне-Европейский бассейн соле-накопления. Его формирование связано с закрытием Западно-Европейской складчатой системы, на месте которой в условиях молодой эпигерцинской платформы в середине ранней перми закладывается Североморско-Среднеевропейская мегасинеклиза. Бассейн простирается от Литвы до Великобритании, занимая западную часть древней Восточно-Европейской платформы, каледониды и герциниды молодой Западно-Европейской платформы. Первоначально бассейн развивался в эмерсив-ной обстановке, о чем свидетельствует присутствие терригенных красноцветных отложений в нижней перми. Однако довольно широкое распространение поздне-герцинских базальтов, риолитов и их туфов указывает на достаточно активные рифгогенные тектонические условия. В начале поздней перми обстановка сменилась на синеклизную трансгрессивную, в условиях которой формировался солеродный цехштейновый бассейн.

Галогенные отложения с преобладанием каменной соли относятся к «верхней» перми (цехшгейну). Их мощность достигает двух километров. Они перекрыты породами мезокайнозоя. В пределах соляного комплекса выделено 8 калийно-магниевых горизонтов. В разрезе серии Верра выделяют три зоны: нижняя силь-винит-кизеритовая, средняя сильвинит-галитовая, верхняя вторичного сильвинита. В разрезе Стасфурт преобладает карналлит. Наряду с хлоридными минералами (галит, сильвин, карналлит, бишофит) в солях присутствуют сульфаты калия и магния: полигалит, кизерит Mg[SO4]-H2O, каинит, лангбейнит, а также сульфат натрия и кальция глауберит Na2Ca[SO4]2. Это свидетельствует о быстром осадконакоплении в бассейне в связи с трансгрессией моря.

На Американской части суперконтинента Пангея пермское соленакопление, как и на его Европейской части, началось в раннепермскую эпоху вначале на территории Южно-Американской платформы, позже оно переместилось на СевероАмериканскую платформу.

В Южной Америке на севере Бразильского кратона сформировался Амазонский бассейн. Он приурочен к Среднеамазонской впадине, развивавшейся в условиях синеклизного режима над грабеном, дно которого опущено на 5 км относительно поверхности фундамента. Формирование эвапоритового комплекса совпало с активизацией грабена в раннепермскую эпоху. Об этом свидетельствует наличие в нём четырех пластов долеритов [4]. Мощность комплекса достигает 1200 м. Он имеет трехчленное строение. В основании преобладают ангидриты, которые сменяются толщей каменной соли, в верхней части каменная соль ассоциирует с калийной сильвинитовой толщей. Нижнепермский комплекс перекрывается верх-непермско-триасовыми континентальными красноцветами, что свидетельствует о смене регрессивной обстановки накопления солей эмерсивной.

На Северо-Американской платформе, когда происходило интенсивное карбона-тонакопление, а в рифтовых зонах и соле-накопление (бассейны юго-востока Канады и Скалистых гор), инундационная обстановка карбона в течение пермского периода сменилась регрессивной обстановкой, обусловленной герцинской коллизией и формированием Пангеи.

В пермском периоде на юго-западе платформы восточнее Скалистых гор существовал Западно-Техасский или Пермский бассейн, который из-за перехода платформы в регрессивную обстановку периколлизионного режима превратился в лагуну [23]. Лагуна стала солеродным бассейном для эвапоритов верхней перми. Продуктивная калийная толша располагается в средней части разреза комплекса. Она подстилается и перекрывается толщами сульфатно-галогенных пород с примесью карбонатов. Калийные залежи по составу относятся к сульфатному типу, хотя в них присутствуют и хлориды (сильвин, карналлит). Породообразующие сульфаты представлены полигалитом, лангбейнитом и каинитом, минералы-примеси включают кизерит, леонит, бледит (астраханит), левеит, вант-гоффит, шенит, тенардит, глазерит.

Наибольшие концентрации характерны для полигалита, он образует самые крупные залежи. В них он переслаивается с сильвином, карналлитом и лангбейнитом. Залежи полигалита тесно ассоциируют с пластами ангидрита, что свидетельствует об отсутствии подготовительной стадии в развитии бассейна.

На границе перми и триаса около 250 млн лет назад произошло завершение формирования Пангеи. В триасовом периоде начался её распад. Раскрывается океан Палеотетис, в связи с релаксацией напряжений в областях герцинской складчатости происходит рифгогенез. В связи с закрытием бассейнов из-за эмерсивной обстановки соленакопление из Северной Европы перемешается в Южную Европу и Северную Африку. Формируется триасовый трансгрессивный Средне-

Средиземноморский бассейн, образующий эвапоритовый пояс с многочисленными суббассейнами.

На территории современной Западной Европы в Юго-Западной Франции существовал Аквитанский суббассейн. В нем мощность эвапоритового комплекса в настоящее время достигает 420 м. В его нижней части находится глинистоангидритовая толща, выше залегает глинисто-соляная толша с пластами полигалита, сильвина и карналлита, встречается кизерит. Соленакопление завершилось накоплением доломитов, регрессией и эмерсией, сопровождавшейся излияниями базальтов и образованием тел габброидов.

В Северной Африке, как и во Франции, соленакопление происходило на молодой эпигерцинской Атласской платформе, а также на древней Сахарской плите. На Атласской плите в Марокко соли залегают на базальтах и долеритах, что свидетельствует об обстановке релаксации. На Сахарской плите базальты отсутствуют. В Марокко калийная залежь содержит сильвин, карналлит и риннеит КзНаЕе+2С1б. Присутствие риннеита некоторые объясняют растворением базитов. Образование бассейна связывают с пост-герцинской трансгрессией с запада из формирующегося Палеоатлантического океана. Она происходила после эмерсивной обстановки, поскольку соли лежат на континентальных отложениях.

Таким образом, герцинский цикл характеризуется весьма широким распространением калийного литогенеза. Этому способствовали геодинамические процессы, обусловившие одновременное завершение двух геодинамических циклов: цикла Бертрана и мегацикла Уилсона, которые привели к образованию суперконтинента Пангея, значительная часть которого располагалась в аридной зоне.

Киммерийский цикл (средняя юра - эоцен, 175 - 35 млн лет назад)

К середине юрского периода в связи с широким проявлением процессов спре- динга пермско-триасовый суперконтинент ми кратонами начали формироваться Пангея распался, а между его реликтов ы-

Таблица 7. Калиеносные солеродные бассейны киммерийского цикла

Период, эпоха Геоди-намиче-ские условия Бассейн Палеотектонические Особенности литологии пород группа обстано вок режим обстановка Юра поздняя Раскрытие Неотетиса ЮжноЕвразийский суббассейны: Молодой платформы Плитный Периспре-динговая трансгрессивная Среднеазиатский (Тюбега-танское месторождение) Г алит, сильвин, карналлит Предкавказ-ский Ангидрит, галит, сильвин Мел ранний Раскрытие Ат лантики Южно-Атлантический, суббассейны: Западно-Африканский, Бразильский Платформенная Плитной активизации Межконтинентальный рифт Чередование каменной соли и карналлита, бишофит или тахигидрит, вулканические пеплы Мел поздний Киммерийский, Пацифи-ка Индо-Синийский (ИндоКитайский) М-е Корат Платформенная Плитный Перисуб-дукцион-ная регрессивная Карналлит, сильвин, тахигидрит. Силь-винитовая зона с борацитом над карналлитовой Палеоген-неоген Коллизия Г ондва-ны    и Евразии, закрытие Неотетиса, образование Альпийского пояса и его прогибов Средиземноморский, суббассейны: Эоцен-олигоцен Эбро (Испания) Океаническая Коллизионный Краевого прогиба Г алит, сильвин, карналлит Миоцен Сицилийский Молодой платформы Активизации Рифтовая Каинит, карналлит, сильвин Олигоцен Верхнерейнский Молодой платформы Активизации Рифтовая Г алит, сильвин, карналлит, вулканиты Олигоцен-миоцен Иранские Океаническая Коллизионный Межгорного прогиба Г алит, сильвин, карналлит Миоцен Предкарпат-ский Океаническая Коллизионный Краевого прогиба Галит, каинит, лангбейнит Миоцен Суббассейны Малого Кавказа (Ереванский и Приа-раксинский) Океаническая Коллизионный Межгорных прогибов Сильвин, карналлит современные океаны. С процессами глобального спрединга связано образование калиеносных бассейнов юрского и мелового периодов. Более молодые бассейны палеогенового и неогенового периодов тяготеют к коллизионным зонам (табл. 7). Остановимся подробнее на минерагеоди-намике калийного галогенеза киммерийского цикла.

В начале юрского периода на юге Евразии начал формироваться океан Неотетис. Окружающие его молодые эпи-герцинские платформы переходят в пери-спрединговую обстановку своего существования. Вдоль побережий океана происходит трансгрессия моря, образуется протяженный субширотный ЮжноЕвразийский бассейн. В его составе выделяются два солеродных суббассейна: наиболее крупный - Среднеазиатский и менее развитый Предкавказский.

В Среднеазиатском суббассейне породы юры залегают на терригенной толще пермо-триаса. Нижняя и средняя юра также терригенная. Соленосной является толща верхней юры - внизу карбонатная, вверху - галогенная (гаурдакская свита). Юра перекрывается терригенными красноцветными породами мела. Калийные соли залегают в соляной толще. Основные минералы - сильвин и карналлит, редко -риннеит. В состав суббассейна входят известные месторождения - Тюбегатанское, Гаурдакское и др. Э.А. Высоцкий и др. считают, что суббассейн в юрскую эпоху представлял собой внутриконтиненталь-ное море, расположенное на территории от Афгано-Таджикской впадины до Каспийского моря [4]. В нём существовали некомпенсированные прогибы в пределах Амударьинской и Мургабской впадин.

Предкавказский суббассейн находится западнее Каспийского моря в южной части Скифской плиты, имеющей палеозойский фундамент. Соленосный комплекс, внизу ангидритовый, вверху галитовый, относится к верхней юре. В верхней части его разреза выявлены от одного до трёх пластов калийных, преимущественно сильвиновых, солей, встречается полигалит.

В течение мелового периода продолжалась начальная стадия формирования современных океанов, к периферии которых и были приурочены осадочные бассейны. Солеродными, естественно, были те из них, которые расположены в наиболее благоприятных климатических зонах. Это раскрывающаяся Южная Атлантика и западная Индо-Синийская окраина Тихого океана. Для калийных залежей меловых бассейнов характерен своеобразный состав, отличный от состава предыдущих бассейнов. В них преобладает карналлит и присутствуют залежи тахигидрита CaMg2C16.

На месте заложения Южной Атлантики формировался Южно-Атлантический бассейн. Он прошел стадии внутриконти-нентального (средняя юра), межконтинентального рифтов и последующего спрединга. Само соленакопление, по-видимому, происходило в обстановке межконтинентального рифта, подобного Красноморскому, в аптском веке конца раннемеловой эпохи. В результате продолжающегося спрединга и раскрытия океана Южно-Атлантический бассейн разделился на два суббассейна, расположенных на противоположных континентах: Западно-Африканский и ВосточноБразильский (Сержипи-Алагоас).

Западно-Африканский суббассейн протягивается вдоль Африканского побережья Атлантического океана от Нигерии на севере до Анголы на юге на расстояние до 1700 км. Восточная его часть располагается на суше, а западная прослеживается на расстояние до 300 км от берега. Мощность соляного комплекса увеличивается по направлению к океану, достигая 950 м. Комплекс имеет цикличное строение. В нормальных циклах отмечается следующая последовательность пород: битуминозная глина, каменная соль (30-60 м), чередование каменной соли и карналлита, бишофит или тахигидрит CaMg2C1612H2O. Большинство калийных залежей (мощностью до 20 м) сложено карналлитом, реже сильвином. Слои бишофита и тахигидрита (мощностью до 6 м) переслаиваются с карналлититом. Наиболее изучено подводное месторождение Холл. Соленакоп-ление сопровождалось проявлениями вулканизма, в осадках присутствуют вулканические пеплы.

Отсутствие карбонатов и сульфатов в разрезе объясняется поступлением в зону осадконакопления концентрированных рассолов, лишенных сульфат-иона. Карналлит является первичным, а сильвин -вторичным. Некоторые объясняют присутствие хлоридно-кальциевых рассолов их ювенильным происхождением. В конце апта солеродный суббассейн превратился в нормальный морской [4].

На противоположном побережье Атлантики располагается вторая половина Южно-Атлантического нижнемелового бассейна, образующая Бразильский суббассейн. В нём калийные залежи сосредоточены во впадине Сержпи-Алагос. Здесь породы мелового возраста формировались в рифтовой тектонической обстановке. Особенностью галогенного комплекса, как и на противоположной стороне Атлантики, является отсутствие сульфатных пород. Комплекс представлен переслаиванием каменной соли и карналлита при наличии тахигидрита и сильвина. Отмечается, что выделяются два тахигидритовых пласта мощностью до 100 м, которые тяготеют к средней и верхней частям комплекса [4].

Индо-Синийский (Индо-Китайский) бассейн расположен в западной части одноименного срединного массива на территории Тайланда и Лаоса. Это был эпиконтинентальный эвапоритовый бассейн. Он представлен двумя суббассейнами: Корат и Сакон-Након. Эвапоритовый комплекс пород формировался в позднем мелу. В его основании залегает маломощная толща базального ангидрита (1-4 м), выше -толща галита (до 300 м), затем калиеносный горизонт (до 95 м) и покровная каменная соль (до 60 м). В калиеносном горизонте преобладает карналлит, присутствуют сильвин и тахигидрит. Сильвини- товая зона залегает над карналлитовой. В сильвинитовой зоне присутствует борацит М^[В7О1з]С1, содержание которого выше, чем в карналлитовой зоне.

Завершение киммерийского цикла в конце эоцена (Pg?) - начале олигоцена (Pg?) ознаменовалось формированием складчатых областей по периферии Тихого, Атлантического океанов, однако наиболее важным событием можно считать коллизию в системе континент-континент, обусловленную продвижением Гондваны к северу в сторону Евразии. В результате в конце палеогена началось закрытие субширотной структуры Неотетиса, формирование Альпийско-Гималайского складчатого пояса и окаймляющих его молассовых прогибов. Геоди-намические процессы в Неотетисе привели к господству периколлизионной регрессивной тектонической обстановки и положению его в благоприятных для соленакопления климатических условиях. Возник протяженный Средиземноморский солеродный бассейн, состоящий из субширотной цепи суббассейнов.

На крайнем западе Европы, в Испании, в краевом прогибе перед Пиренеями существовал суббассейн Эбро. Соляная толща мощностью до 600 м накопилась в нём в палеогене (эоцен-олигоцен) в регрессивной обстановке. В верхней части разреза галогенной толщи залегают силь-винит-карналлитовые соли.

Расположенный восточнее Сицилийский суббассейн связан с одноименным рифтовым поясом. В нем сосредоточены сульфатные соли (полигалитовые), суль-фатно-хлоридные (каинитовые) и хлорид-ные (сильвинитовые, карналлитовые).

Восточнее по нормали к Неотетису расположен Рейнско-Ливийский рифтовый пояс. В его северной части в эоцене, пересекая молодую Западно-Европейскую платформу, сформировался Верхнерейнский грабен Центральной Европы. Поскольку океанические воды поступали в него с юга из Средиземноморья, мы рассматриваем его как Верхнерейнский суббассейн Средиземноморского солеродно- го бассейна. Верхнерейнский грабен пересекает пермские соли СреднеЕвропейского бассейна, эвапориты триаса, содержит соли палеогена и неогена. Ширина грабена достигает 40 км. Калийные соли приурочены к верхнему палеогену - олигоцену. Они залегают на породах среднего палеогена - эоцена, разрез которого состоит внизу из континентальных сидеролитов, на которых залегают доломиты, ангидриты и соли. Соляной комплекс олигоцена содержит два калийных горизонта мощностью 1-6 м, состоящих из сильвина и карналлита. Добавим, что позже, в миоцене, произошла активизация грабена, обусловившая излияния щелочных базальтов, фонолитов и карбонатитов.

В конце палеогена на крайнем востоке Средиземноморского бассейна образуются многочисленные суббассейны межгорных впадин Иранского пояса, в которых концентрируются сильвин и карналлит.

В начале неогена, в миоцене, соленакопление сместилось в центральную часть бассейна. Здесь в Предкарпатском прогибе сформировался Предкарпатский суббассейн галит-сульфатных (каинит, лангбейнит) солей, пласты которых залегают среди молассовых отложений. Разрабатываются Стебникское и Калуш-Голынское месторождения (Украина).

Расположенные на Малом Кавказе Ереванский и Приараксинский суббассейны также образовались в миоцене. Калийные соли представлены сильвином и карналлитом.

Таким образом, главные процессы калийного соленакопления, происходившие в течение киммерийского цикла, связаны с развитием океана Неотетис. Раскрытие его в юрском периоде обусловило трансгрессию моря и формирование Евразийского бассейна с солями галоидного типа в суббассейнах Средней Азии и Предкавказья. Закрытие океана привело в целом к коллизионной регрессивной обстановке и образованию Средиземноморского бассейна, простирающегося от берегов нынешней Испании до Ирана. На общем фоне коллизии имели место процессы рифгогенеза в Сицилии и на молодой Европейской платформе с формированием Верхнерейнского грабена. Преобладало галоидное соленакопление. Сульфатные соли отлагались в быстро развивающихся относительно замкнутых впадинах Сицилийского рифта и Предкарпатского прогиба.

Поздний кайнозой (олигоцен - голоцен, 35-0 млн лет, неотектоническийэтап)

Заложенные в раннем кайнозое геодинамические процессы продолжились в позднем. Благодаря столкновению Индийской и Евразийской плит образовались Гималаи и Тибет, полностью закрылась восточная ветвь Неотетиса. На Африканском континенте стала формироваться Восточно-Африканская рифтовая система. Изменился климат: в Индии и Гималаях он стал муссонным, а за хребтами, севернее, аридным континентальным. В целом климат на Земле стал более холодным, начались оледенения. Условия для галогенеза стали менее благоприятными, однако, несмотря на это, в четвертичное время продолжали зарождаться новые калийные бассейны. Остановимся на двух примерах (табл. 8).

Особый интерес представляет Африкано-Аравийский бассейн как пример современного бассейна, связанного с внутриконтинентальным рифгогенезом. В центральной зоне ВосточноАфриканского рифта распространены соли натрия. Они приурочены к континентальным озёрам Магади и Натрон. Скопления солей содержат соду (ТУГадСОз'I0H2O), натрит (ЙагСОз), галит (NaCl), виллиомит (NaF). Источником вещества солей считаются отложения карбонатитовых вулканов [15], поэтому их образование можно связывать с вулкано-генно-осад очным процессом. На северной окраине этого субмеридионального бассейна располагается морской Данакилъ-ский суббассейн [4]. Он отличается наличием калийно-магниевых солей, среди

Таблица 8. Калиеносные солеродные бассейны позднего кайнозоя

Период, эпоха	Геоди-намиче-ские условия	Бассейн	Палеотектонические			Минеральный состав солей
			группа обста новок	режим	обстановка
Четвер вертич тич-ный	Столкновение плит	Африкано-Аравийский	Платформенная (Африканская)	Активизации платформы	Рифтовая внутриконти-ненг альная	Карналлит, сильвин, каинит
		Цайдам-ский	Океаническая	Коллизионный	Межгорного прогиба	Г алит, карналлит

которых наряду с сильвином и карналлитом присутствует каинит.

Другим примером современного осаждения калия и магния в виде карналлита является внутриконтинентальный Таримский бассейн в Цайдамской котловине на Тибете. Котловина тектонически представляет собой межгорный трог, где на озёрных осадках галита происходит современное накопление карналлита.

Минерагенические эпохи калийного галогенеза

Анализ исторической минерагеодина-мики калийного эвапоритового процесса показывает, что в большинстве случаев он осуществлялся в обстановках континентальных платформ и происходил практически непрерывно в течение геологической истории формирования фанерозой-ской стратисферы за исключением периодов великих оледенений. Относительная непрерывность галогенеза обусловлена вращением Земли и связанным с ним климатическим фактором. Несмотря на непрерывность галогенеза положение эвапоритовых формаций в пространстве земной коры изменялось, что указывает на постоянное нахождение в благоприятных климатических широтах различных континентов и их частей, что ещё раз подтверждает геодинамическую основу процессов соленакопления.

Попадание какого-либо континента и его осадочного бассейна в условия арид ного климата обеспечивает глобальная геодинамика [9, 10]. Её влияние не ограничивается перемещением континентов, геодинамика способна сама влиять на климатические условия, приводя к схождению плит с образованием мега- и суперконтинентов и их расхождению, горообразованию и рождению океанов.

На фоне общей непрерывности галогенеза обращает на себя внимание весьма неравномерное распределение количества бассейнов и ресурсов солей в геологической истории (табл. 9).

Отчетливо выделяются две важнейшие минерагенические эпохи галогенеза: девонская и пермская. Именно в течение этих двух эпох образовалось наибольшее количество крупнейших бассейнов, в которых сосредоточены основные мировые запасы калийных солей.

Как было описано выше, палеотекто-нические обстановки девонской эпохи характеризовались крупными коллизионными процессами, связанными с закрытием каледонских океанов и всего каледонского цикла Бертрана. Они привели к формированию мегаконтинента Лаврус-сия, на котором существовали остаточные мелководные периколлизионные моря. Важную роль сыграли геодин амические процессы перемещения континентов. Они привели к нахождению Лавруссии в течение девонского периода в приэкваториальных широтах.

Таблица 9. Распределение калиеносных бассейнов по циклам Бертрана и геологическим периодам (использованы данные Э. А Высоцкого и др. [4])

Цикл	Период	Бассейн	Количество
Байкальский	Вендский, кембрийский	Соляной Кряж, Восточно-Сибирский	2
Каледонский	Силурийский	Мичиганский	1
	Девонский	Элк Пойнт-Саскачеванский, Морсов-ский, Припятско-Донецкий, Эдавейл, Тувинский	5
Г ерцинский	Каменноугольный	Юго-востока Канады, Скалистых гор	2
	Пермский	Припятско-Днепровский, Волго- Уральско-Предуральско- Прикаспийский, Средне европейский, Амазонский, Пермский	5
	Триасовый	Среднесредиземноморский	1
Киммерийский и Альпийский	Юрский	Южно-Евразийский	1
	Меловой	Южно-Атлантический, Индо-Синийский	2
	Палеогеновый, неогеновый	Средиземноморский	1
Современные бассейны (поздний кайнозой)	Четвертичный	Африкано-Аравийский, Цайдамский	2

В течение пермской эпохи произошло формирование суперконтинента Пангея, обусловленное одновременным окончанием герцинского цикла Бертрана и мегацикла Уилсона. При этом, как указывают В.Е. Хайн и Н.В. Короновский [22], суперконтиненты в силу ротационных процессов стремились располагаться в приэкваториальной зоне. Отсюда следует важный вывод о том, что наиболее интенсивное соленакопление в пермскую эпоху обусловлено совпадением окончания цикла Бертрана и мегацикла Уилсона.

Таким образом, глобальная геодинамика является главнейшим фактором галогенеза. Она включает ротационную геодинамику, приводящую к перемещению континентов в северном или южном направлениях, связанному с вращением Земли вокруг собственной оси. Ротационная геодинамика выражается в западном и северном-южном дрейфе континентов относительно мантии. Северный дрейф сменяется южным с периодичностью 800 млн лет. Под действием центробежных ротационных сил суперконтиненты формиру ются именно в экваториальной зоне. Кроме того, глобальная геодинамика включает общемантийную геодинамическую конвекцию вещества мантии, приводящую к формированию и распаду суперконтинентов (циклы Вилсона), конвекцию вещества верхней мантии, обусловливающую субдукцию и коллизию (циклы Бертрана) [4].

Второй после глобального геодинами-ческого, но не менее важный - региональный геодинамический фактор, который в конечном счете является результатом действия глобального. Региональный фактор обусловливает структурно-тектонические условия зарождения, существования и закрытия бассейнов осадконакопления, их тектонический тип. Он влияет не только на тектонические условия бассейна, но и на состав хемогенных осадков.

В условиях сложно построенных бассейнов, которые вначале развиваются как синеклизные, а затем переходят в глубоководные типа предгорных или соединяются с ними, галогенез начинается в мелководных бассейнах с накопления карбо- натов и гипса. Наличие мелководного подготовительного суббассейна и связанного с ним более позднего по времени образования глубоководного суббассейна (бассейна конечного стока) обеспечивает в последнем преимущественно хлоридное соленакопление. На существенную роль подготовительного бассейна в своё время указывал М.Г. Валяшко [3].

Роль регионального геодинамического фактора достаточно отчетливо прослеживается на примере Волго-Уральско-Предуральского бассейна. Наличие в позднем карбоне - ранней перми на обширной территории Волго-Урала сине-клизного платформенного подготовительного бассейна обусловило изменение к концу кунгурского времени состава рапы в сторону уменьшения гидрокарбонатов кальция и магния, сульфатов кальция и увеличения концентрации хлоридов натрия, калия и магния. Попадание подготовленной таким образом рапы в конечные впадинные ванны обусловило специфику состава солей Верхнекамского месторождения.

В тектонических условиях простых впадинных бассейнов, которые могут формироваться в рифтовой обстановке